LA SISMICITÀ DELL ETNA NEL PERIODO AGOSTO SETTEMBRE 2000: UN CONTRIBUTO PER LA VALUTAZIONE DELLO STATO D ATTIVITÀ DEL VULCANO

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1 S. Alparone, S. D Amico, S. Gambino, V. Maiolino, E. Privitera, S. Spampinato e L. Zuccarello Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Catania LA SISMICITÀ DELL ETNA NEL PERIODO AGOSTO SETTEMBRE 2000: UN CONTRIBUTO PER LA VALUTAZIONE DELLO STATO D ATTIVITÀ DEL VULCANO Riassunto. Nell agosto 1999 ha avuto inizio la gestione scientifica del Sistema Poseidon che ha tra i suoi scopi principali quello di assicurare la sorveglianza e l analisi della sismicità della Sicilia orientale. Nell area etnea tale sorveglianza è garantita da una rete sismica permanente composta da 39 stazioni analogiche a corto periodo (1s), che rispetto a reti con maglia più larga che hanno operato nel passato, consente una maggiore rilevabilità della microsismicità e, conseguentemente, un crescente grado di precisione nell analisi di alcuni parametri. Nel presente lavoro viene analizzato l andamento spazio-temporale di alcuni parametri associati alla sismicità etnea del periodo agosto 1999-settembre 2000, che hanno fornito utili indicazioni sull evoluzione dell attività del vulcano. Nell intervallo di tempo esaminato, caratterizzato da importanti manifestazioni eruttive sia alla Bocca Nuova che al Cratere di SE, sono stati registrati 983 terremoti con 1 Md 3.2, 69 dei quali con magnitudo maggiore od uguale a 2.5. La distribuzione temporale delle scosse e del rilascio di strain sismico hanno consentito di differenziare periodi temporali contraddistinti da una progressiva diminuzione del tasso di sismicità. La distribuzione areale dello strain-release, nei primi 10 km di crosta, ha individuato sul versante nordorientale la sede dei rilasci maggiori. Una progressiva diminuzione del numero e dell estensione dei centri d attività sismica è stata messa in evidenza dalla distribuzione spazio-temporale dell energia sismica rilasciata. L analisi del campo di stress ricavato mediante inversione di dati di meccanismi focali ha evidenziato solo una parziale perturbazione del campo regionale degli sforzi diversamente da quanto osservato nel periodo antecedente l eruzione L insieme delle analisi relative al periodo agosto 1999-settembre 2000 inserite in un contesto temporalmente più ampio non evidenzia caratteri che indichino una evoluzione a breve termine del sistema vulcanico verso condizioni di maggiore pericolosità. MT. ETNA SEISMICITY BETWEEN AUGUST 1999 AND SEPTEMBER 2000: A CONTRIBUTION TO THE EVALUATION OF THE VOLCANIC HAZARD. Abstract. The scientific direction of Sistema Poseidon started in August The monitoring and analysis of Eastern Sicily seismicity is one of the principal purposes of the Sistema Poseidon. Mt. Etna monitoring is guaranteed by a seismic network of 39 short period (1s) analog stations that, compared to the larger networks of the past, allows a better mapping of micro-seismicity and an increase of precision in the analysis of some parameters. In this paper we analyze the time-space characteristics of some parameters linked to Mt. Etna seismicity recorded between August 1999-September 2000, that have furnished useful evidences to the evolution of volcano activity. During the investigated period, characterized by remarkable episodes of volcanic activity at Bocca Nuova and South-East Crater, the seismic network recorded 983 earthquakes with 1 Md 3.2, 69 of which had magnitude 2.5. The temporal distribution of shocks and strain release has allowed us to differentiate temporal windows characterized by a progressive reduction of the seismicity rate. Areal distribution of strainrelease in the first 10 km of crust has detected a higher amount of release on the NE flank of the volcano. The time-space distribution of seismic energy release shows a progressive reduction of the area of seismic strain release. Analysis of the seismogenic stress field computed by inversion of focal mechanism data shows a partial change of the regional stress field with respect to one observed before the volcanic eruption. The analyses carried out over the period August September 2000 and using data from a larger time window from 1994 to 1998, indicate no characteristics denoting a short time evolution of the volcanic system to more dangerous conditions.

2 INTRODUZIONE Il presente lavoro espone i risultati emersi dall analisi della sismicità etnea registrata nel periodo agosto 1999-settembre 2000, al fine di fornire un contributo utile per la valutazione dello stato di attività del vulcano. Le analisi sono state sviluppate nell ambito dell ex-sistema Poseidon, la cui gestione scientifica ha avuto inizio nell agosto 1999 con lo scopo di assicurare la sorveglianza e l analisi della sismicità del vulcano Etna Mar Ionio Km Fig. 1 - Rete sismica permanente dell Etna dell ex-sistema Poseidon. La rete è costituita da 35 stazioni a singola componente verticale (triangoli rossi) e 4 a tre-componenti (triangoli blu). La rete sismica permanente dell Etna (Fig. 1) si compone di 39 stazioni analogiche, equipaggiate con sensori a corto periodo (1s) verticali (n = 35) e trecomponenti (n = 4). I segnali rilevati dalle stazioni remote vengono trasmessi in tempo reale verso il Centro Unificato Acquisizione Dati di Catania, dove vengono acquisiti in formato digitale sia in modo continuo che mediante logiche di trigger. Le analisi relative al calcolo delle soluzioni focali e successivamente del tensore dello stress, sono state sviluppate con il contributo dei dati della rete permanente dell Etna gestita dall ex-istituto Internazionale di Vulcanologia (I.I.V.). Sia il Sistema Poseidon che l I.I.V. a partire dal Gennaio 2001 costituiscono la Sezione di Catania dell Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (I.N.G.V.). ANALISI DEI DATI Nel periodo agosto 1999-settembre 2000 sono stati registrati 983 terremoti con 1 Md 3.2; di questi, 69 hanno raggiunto o superato il valore di magnitudo 2.5. Per la localizzazione analitica degli ipocentri dei terremoti è stato utilizzato il programma di calcolo HYPOELLIPSE (Lahr, 1989) ed il modello crostale di velocità per l area etnea proposto da Hirn et al. (1991) modificato. Complessivamente è stato possibile

3 localizzare 496 scosse, di cui oltre l 80% con errori di stima dei parametri ipocentrali sufficientemente bassi (gap 180, RMS 0.20 sec, ERH ed ERZ 2 km) Mar Ionio Magnitudo 3 M < 4 2 M < M < 2 Km Profondità (km) S N Magnitudo 3 M < 4 2 M < 3 1 M < Latitudine Profondità (km) W E c) Magnitudo 3 M < 4 2 M < 3 1 M < Longitudine Fig. 2 - Sismicità dell Etna: mappa epicentrale; sezione N-S; c) sezione E-W.

4 La Fig. 2a mostra la distribuzione epicentrale dei terremoti localizzati; come è possibile osservare, durante il periodo investigato l attività sismica ha interessato quasi tutto l edificio vulcanico, soprattutto a quote medio-alte, fatta eccezione per il settore nord-occidentale. Tale distribuzione è conseguenza della presenza di un attività sismica di fondo, arealmente dispersa e generalmente associata a scosse isolate, sulla quale si sovraimpongono alcuni cluster spaziali quasi sempre legati a sciami sismici. La distribuzione spaziale della sismicità segue caratteri già noti da tempo, infatti essa si concentra maggiormente in 2 settori: a meridione dei crateri sommitali e nel versante orientale. La distribuzione ipocentrale, rappresentata nelle cross-section, E-W e N-S (Figg. 2b e 2c), evidenzia un maggior addensamento degli ipocentri nei primi 10 km di crosta; gli eventi sismici con profondità ipocentrale maggiore si collocano preferibilmente nel versante settentrionale. In Fig. 2c si distingue una porzione di crosta caratterizzata da un evidente assenza di sismicità: questo volume crostale, che si estende a profondità comprese tra 4 e 14 km circa, risulta centrato leggermente ad E dei crateri sommitali ed allungato in direzione circa N-S. La mancanza di sismicità in tale volume è ben nota da studi passati (Massonet et al., 1995; Lanari et al., 1998; Murru et al., 1999). Analizzando l andamento temporale del numero di scosse giornaliere con Md 1 e del relativo rilascio cumulativo di strain si evidenzia la presenza di differenti caratteri (Fig. 3. Nel periodo agosto-ottobre 1999, si osserva un pronunciato tasso di accadimento che si manifesta con un gradiente di strain release più elevato rispetto a quanto è possibile osservare nella restante parte del periodo analizzato. Difatti, nel periodo ottobre-dicembre 1999 si osserva una prima diminuzione, particolarmente del gradiente del rilascio di strain. Quest andamento è seguito da un breve incremento del rilascio di strain nel periodo dicembre 1999-febbraio 2000 (con un gradiente più basso rispetto a quello osservato nel primo periodo) e, successivamente (febbraio-settembre 2000) da un ulteriore diminuzione di entrambi i parametri. Un confronto degli andamenti di tali parametri relativi agli anni precedenti (1 gennaio agosto 1999), effettuato sulla base delle registrazioni della rete sismica permanente gestita dall ex-iiv (Fig. 3, evidenzia, in particolare nel periodo settembre 1996-gennaio 1998, un tasso di accadimento dei terremoti ed un gradiente di rilascio di strain più elevato rispetto a quanto osservato tra agosto 1999 e settembre Risulta, inoltre, evidente che il gradiente di rilascio di strain relativo al 2000, è sostanzialmente comparabile con quanto osservato nel periodo gennaio 1994-agosto L analisi della distribuzione areale dello strain release nel periodo analizzato (Fig. 4), permette di individuare le aree con i maggiori rilasci di strain. Entro i primi 10 km di crosta (Fig. 4 i rilasci si sono concentrati principalmente nel basso versante nord-orientale e nel medio-alto versante sud-occidentale; per porzioni crostali più profonde (Fig. 4 i maggiori rilasci si sono verificati nel versante occidentale. Quest ultimo è stato affetto da sismicità crostale profonda anche nel corso dei passati anni (Patanè e Privitera, 2001). Il basso versante nord-orientale ha presentato i picchi più elevati di strain, scenario che differisce rispetto a quanto osservato negli anni precedenti (Patanè et al., 2000; Patanè e Privitera, 2001). Infatti, per profondità inferiori ai 10 km i maggiori rilasci di strain erano osservati in corrispondenza dei crateri sommitali ed immediatamente ad occidente, in corrispondenza di una zona di stoccaggio superficiale di magma (Bonaccorso et al., 1994; Nunnari e Puglisi, 1994a, 1994b; Bonaccorso, 1996; Budetta e Carbone, 1998; Budetta et al., 1999; Murru et al., 1999).

5 Fig. 3 - Andamento temporale del numero di scosse giornaliere e del relativo rilascio di strani: periodo 19 agosto settembre 2000; periodo 1 gennaio settembre Il rilascio di strain in è stato calcolato mediante la relazione per il calcolo dell energia riportato in Richter (1958); in il calcolo è stato effettuato con la relazione di Gutenberg e Richter (1956) per analogia con quanto fatto all Istituto Internazionale di Vulcanologia nel periodo Un analisi più approfondita sulla distribuzione spazio-temporale dell energia (Fig. 5) permette un maggiore dettaglio nell analisi dell evoluzione dei vari centri d attività sismica. In particolare, risulta che la sismicità più superficiale (Z < 5 km) con il passare del tempo ha interessato aree sempre più ristrette (Figg. 5a, b, d, e, g, h, j, k). La graduale contrazione dei volumi interessati da cospicui rilasci d energia è osservabile, pur se con caratteri meno vistosi, anche per le zone sismogenetiche più

6 profonde (Figg. 5a, c, d, f, g, i, j, l). Inoltre, è interessante osservare che i rilasci d energia nel volume superficiale (Z < 5 km) immediatamente ad ovest dei crateri sommitali (come già detto, messo in relazione con l attività di una zona di stoccaggio superficiale di magm sono più intensi nella prima parte del periodo analizzato (Figg. 5a,. Nei periodi successivi (Figg. 5d, e, g, h, j, k) si osserva una minore attività in corrispondenza dell alto versante occidentale del vulcano; questo carattere diventa particolarmente evidente a partire dal febbraio 2000 (Figg. 5g, h, i). Tale variazione dello stile sismico si verifica in concomitanza con i decrementi del gradiente di strain release evidenziati in Fig. 3a J? 18 E E E E E+03 8 E+03 Mar Ionio 6 E+03 4 E+03 2 E+03 0 E J? 10 E+03 8 E+03 6 E+03 4 E+03 Mar Ionio 2 E+03 0 E Fig. 4 - Distribuzione areale dello strain release nel periodo analizzato per profondità comprese tra 0 e 10 km ( e maggiore di 10 km (.

7 Recenti studi sull andamento spazio temporale dei tensori di stress e strain (Cocina et al., 1996, 1997, 1998; Barberi et al., 2000) hanno evidenziato il particolare comportamento di un settore del vulcano all approssimarsi di un importante evento eruttivo. Tale settore (S in Fig. 6 ubicato nella parte centrale del vulcano, è allungato in direzione est-ovest, comprende i primi 10 km di crosta ed, all approssimarsi di un evento eruttivo, è caratterizzato da un orientazione anomala degli assi principali di stress e strain, rispetto al campo regionale agente. Al fine di verificare se sono riconoscibili eventuali perturbazioni degli assi principali del campo locale di sforzi, per il periodo investigato nel settore S, sono stati selezionati i migliori meccanismi focali degli eventi con magnitudo maggiore o uguale a 2.2. L elaborazione delle soluzioni dei piani di faglia è stata sviluppata mediante la routine di calcolo proposta da Reasenberg e Oppenheimer (1985), a cui sono stati sottoposti tutti i terremoti caratterizzati da un sufficiente vincolo della soluzione ipocentrale e con un minimo di 8 polarità dei primi arrivi P. Gli eventi sottoposti all elaborazione delle soluzioni focali sono in gran parte il risultato di localizzazioni effettuate con i dati della rete sismica permanente integrata della Sezione di Catania dell I.N.G.V. I meccanismi focali presentano caratteristiche eterogenee: i meccanismi di tipo trascorrente risultano dominanti, anche se, componenti compressive e distensive sono chiaramente riconosciute. Su un campione di 33 terremoti, con un sufficiente grado di vincolo sia della localizzazione che del meccanismo focale, sono state condotte diverse prove d inversione su dataset differenti mediante la procedura di Gephart e Forsyth (1984). I risultati delle analisi di inversione, condotte sui diversi dataset sono riportati in tabella 1. Per la maggior parte dei set analizzati i risultati dell inversione mostrano valori del Best Model (B.M.) mediamente alti, evidenziando una condizione di non omogeneità del campo di stress; per quei campioni i cui valori di Best Model sono soddisfacenti, i limiti di confidenza della soluzione non indicano un sufficiente vincolo della stessa. Risultati più soddisfacenti, con limiti di confidenza accettabili, sono stati ottenuti per il dataset S_Md 2.7 (Ag.-Se.), le cui soluzioni focali sono riportate in Fig. 6b. Il tensore degli sforzi risultante (Fig. 7 mostra orientazioni degli assi principali perturbate rispetto a quelle del campo di sforzi regionale (σ 1 =N-S, σ 3 =E-W; Cocina et al., 1996, 1997), tuttavia esso non mostra le caratteristiche del tensore degli sforzi calcolato nel periodo precedente all eruzione del (Fig. 7, quando è stata osservata una rotazione di 90 del campo degli sforzi (Cocina et al., 1996, 1997). In particolare l orientazione del tensore degli sforzi rappresentato in Fig. 7a, è intermedia rispetto a quella del campo regionale ed all orientazione riscontrata in condizioni pre-eruttive (Fig. 7. Assumendo una trascurabile introduzione di rumore da parte dei terremoti meno energetici, l orientazione del tensore risultante può essere messa in relazione con l eterogeneità dei campioni che comprendono anche terremoti a più bassa magnitudo (M < 2.7), attribuendo all azione di più campi di stress i risultati evidenziati in Tab. 1. In tale ipotesi, il campo di sforzi locali perturberebbe solo parzialmente quello regionale.

8 c) d) e) f) 0 Km g) h) i) j) k) l) Fig. 5 - Distribuzione spaziale dell energia in quattro differenti periodi: (a, b, c); (d, e, f); (g, h, i); (j, k, l). Vengono rappresentate due isosuperfici: blu = J; arancione o rossa = J. Per ogni periodo sono riportate le sezioni orizzontali alla profondità di 5 km (b, e, h, k) ed alla profondità di 10 km (c, f, i, l).

9 S Fig. 6 - Meccanismi focali dei terremoti con maggiore grado di vincolo ricadenti all interno del settore S (Cocina et al., 1998): epicentri degli eventi sismici selezionati, appartenenti al dataset S_Md 2.7; soluzioni dei piani di faglia. Tab. 1 - Risultati del processo di inversione dei differenti dataset. N = numero di terremoti; B.M. = Best Model; R = (σ2 σ1) / (σ3 σ1); AZ = Azimuth. Dataset N B.M. R σ1 σ2 σ3 Plunge AZ Plunge AZ Plunge AZ S_Ago. 99-Set S_Ago. 99-Gen S_Feb. 00-Set S_Ago. 99-Ott S_occid S_orien S_5 H 10 km S_H<5 km S_Md

10 N σ 3 σ 1 σ 2 σ 2 σ 1 σ 3 Fig. 7 - Tensore degli sforzi: ottenuto invertendo i meccanismi focali rappresentati in Fig. 6b; calcolato nel periodo (Cocina et al., 1998). Sono anche rappresentati gli intervalli di confidenza per gli assi σ 1 (croci) e σ 3 (quadrati). CONCLUSIONI L andamento spazio-temporale dei parametri sismici associati agli eventi di shear, nel periodo agosto 1999-settembre 2000, permette di fornire un contributo alla valutazione dello stato di attività del vulcano. Gli elementi più importanti da evidenziare sono: la diminuzione del gradiente di rilascio di strain osservato a partire dall ottobre 1999, diminuzione divenuta più evidente nel periodo febbraio-settembre 2000 (Fig. 3; il progressivo decremento del rilascio di energia sismica in corrispondenza del volume di crosta che studi precedenti indicano essere sede di uno stoccaggio intermedio di magma (Fig. 5); la contrazione dei volumi interessati dai cospicui rilasci d energia sismica (Fig. 5) suggerisce una diminuzione dell intensità del campo di stress locale, quest ultimo probabilmente indotto dalla pressurizzazione della zona superficiale di stoccaggio dei magmi; il campo di sforzi all interno del settore S (Fig. 6) risulta alterato rispetto al campo di stress regionale (Fig. 7, ma non presenta le caratteristiche osservate nel periodo che ha preceduto l eruzione (Fig. 7. Il decremento del livello d attività sismica suggerisce, per il periodo investigato, una generalizzata diminuzione del potenziale eruttivo dell Etna. A conferma delle interpretazioni effettuate nel settembre 2000, alla data di redazione del presente lavoro (aprile 2001) non è stata registrata alcuna variazione di rilievo dell attività del vulcano, rispetto a quanto descritto per il periodo analizzato. BIBLIOGRAFIA Barberi G., Cocina O., Neri G., Privitera E. e Spampinato S.; 2000: Volcanological inferences from seismic strain tensor computation at Mt. Etna volcano, Sicily. Bull. Volcanol., 62,

11 Bonaccorso A., Velardita R. e Villari L.; 1994: Ground deformation modeling of geodynamic activity associated with the Etna eruption. Acta Vulcanol., 4, Bonaccorso A.; 1996: Dynamic inversion of ground deformation data for modelling volcanic sources (Etna ). Geophys. Res. Lett., 23 (5), Budetta G. e Carbone D.; 1998: Temporal variations in gravity at Mt Etna (Italy) associated with the 1989 and 1991 eruptions. Bull. Volcanol., 59, Budetta G., Carbone D. e Greco F.; 1999: Subsurface mass redistributions at Mount Etna (Italy) during the explosive activity detected by microgravity studies. Geophys. J. Int., 138, Cocina O., Neri G., Privitera E. e Spampinato S.; 1996: Earthquake and stress tensor space-time distribution at Mount Etna before the volcanic eruption. Acta Vulcanol., 8 (1), Cocina O., Neri G., Privitera E. e Spampinato S.; 1997: Stress tensor computations in the Mount Etna area (Southern Italy) and tectonic implications. J. Geodyn., 23, Cocina O., Neri G., Privitera E. e Spampinato S.; 1998: Seismogenic stress field beneath Mt. Etna (South Italy) and possible relationships with volcano-tectonic features. J. Volcanol. Geotherm. Res., 83, Gephart J.W. e Forsyth D.W.; 1984: An improved method for determining the regional stress tensor using earthquake focal mechanism data: application to the Fernando earthquake sequence. J. Geophys. Res., 89, Gutenberg B. e Richter C. F.; 1956: Earthquake magnitude, intensity, energy and acceleration. Bull. Seismol. Soc. Am., 46, Hirn A., Nercessian A., Sapin M., Ferrucci F. e Wittlinger G.; 1991: Seismic heterogeneity of Mt. Etna: structure and activity. Geophys. J. Int., 105, Lahr J. C.; 1989: Hypoellipse Version 2.0*: a computer program for determining local earthquake hypocentral parameters, magnitude, and first motion pattern. United States Department of the Survey Menlo Park, California, Open File Report, ,. Lanari, R., Lundgren P. e Sansosti E.; 1998: Dynamic deformation of Etna volcano observed by satellite radar interferometry. Geophys. Res. Lett., 25, Massonet D., Briole P. e Arnaud A.; 1995: Deflation of Mount Etna monitored by spaceborne radar interferometry. Nature, 375, Murru M., Montuori C., Wyss M. e Privitera E.; 1999: The location of magma chambers at Mt. Etna, Italy, mapped by b-values. Geophys. Res. Lett., 26, Nunnari G. e Puglisi G.; 1994a: The global positioning system as a useful technique for measuring ground deformations in volcanic areas. J. Volcanol. Geotherm. Res., 61 (3/4), Nunnari G. e Puglisi G.; 1994b: Ground deformation studies during the Etna eruption using GPS data. Acta Vulcanol. 4, Patanè D. e Privitera E.; 2001: Seismicity related to 1989 and Mt. Etna (Italy) eruptions: kinematic constraints by FPS analysis. J. Volcanol. Geotherm. Res., in stampa. Patanè D., Falsaperla D., Privitera E. e Spampinato S.; 2000: Osservazioni sismologiche ed inquadramento della più recente attività eruttiva dell Etna. In: Etna: stato del vulcano al giugno 2000 e prospettive di attività, Istituto Internazionale di Vulcanologia. Reasenberg P. A. e Oppenheimer D.; 1985: FPFIT, FPPLOT AND FPPAGE: fortran computer porgrams for calculating and displaying earthquake faultplane solutions. U.S. Geol. Sur., Open file Report, Richter C. F.; 1958: Elementary seismology. W. H. Freeman & Co., San Francisco.